高空槽脊對臺風“天兔”（0705）變性過程中非對稱降水的影響

吳丹黃泓王春明馬申佳

1國防科技大學氣象海洋學院，南京211100

2解放軍31631部隊，廣東惠州516000

3解放軍78127部隊，成都610000

1 引言

中國近海所處的西北太平洋，是世界上發(fā)生TC（tropical cyclone）變性最多的地區(qū)，每年大約有24個TC在此區(qū)域生成，其中幾乎半數TC 會向北或東北方向轉向并發(fā)生變性（Extratropical Transition，ET）（Kitabatake, 2008; Deng and Ritchie,2018）。TC變性過程中，其暖心結構會遭到破壞，趨于向半冷半暖的溫帶氣旋轉變，同時TC常常會產生顯著的非對稱降水。這種非對稱性會增加數值天氣預報的不確定性，預報難度更大，有時其引發(fā)的風雨災害甚至會超過變性前（陳聯(lián)壽和丁一匯，1979;Jones et al.,2003;韓玨靖等,2007;Anwender et al.,2008），因此，相關的診斷和分析工作對于理解TC的發(fā)展和提高預報準確性有著重要的意義（Chen et al.,2005;DeMaria et al.,2005）。

有很多因素可能導致TC降水分布出現不對稱現象。一些學者利用多年的TRMM衛(wèi)星微波反演降水資料指出非對稱的分布主要受到垂直環(huán)境風切變和TC移動影響（Lonfat et al.,2004;Hence and Houze.,2011）。在北半球，降水大值區(qū)位于相對TC移動方向的前象限和順風切左側，而非對稱的程度則隨TC移動速度增強、與TC中心相距變遠而變大。表面摩擦引起的邊界流入也有可能引起非對稱的低層輻合和對流活動，降水易于產生在TC的右前方（北半球）象限內（Shapiro, 1983; Corbosiero and Molinari,2003）。岳彩軍（2009）指出垂直上升運動條件可能是造成“海棠”臺風降水非對稱分布特征的主要因素。Atallah et al.（2007）通過研究西北大西洋TC發(fā)現，TC變性過程中，降水多集中于熱帶氣旋中心左側，并將該類TC 簡稱為LOC（Left of Center）型；降水集中于中心右側的ROC（Right of Center）型TC則主要與下游脊相互作用。

前人對TC降水的研究多集中在其登陸階段，但無論是否登陸，TC本身的巨大能量與中高緯斜壓能量的結合過程對周邊地區(qū)都會帶來嚴重的風雨災害。研究（王科程，2006;Chen,2011;顏玲等,2019）表明，TC上下游的槽脊引起的溫度平流、位渦分配等因素對降水的分布起著重要的作用，但不同降水分型的主導系統(tǒng)是什么，環(huán)流調整會產生什么影響的研究極為少見。同時，與其他中小尺度要素相比，大尺度背景環(huán)流的調整與變化相對穩(wěn)定，且預報準確率相對較高。因此本文將采用天氣學分析與數值試驗相結合的方法，研究0705號臺風“天兔”（Usagi）變性過程中環(huán)流背景場與非對稱降水分布的關系。

2 資料及個例介紹

臺風“天兔”（Usagi）中心位置、強度等數據來自于日本氣象廳提供的Best_Track 資料，時間分辨率為6 h，實況降水采用的是TRMM衛(wèi)星反演的逐3 h 降水數據，空間分辨率為0.25°×0.25°，實況背景場及WRF模式初始場資料均為NCEP/NCAR 提供的FNL 逐6 h 再分析資料，空間分辨率為1°×1°。

2.1 “天兔”的降水非對稱性

圖1為“天兔”的移動路徑以及強度變化。如圖所示，2007 年7月27日12時（協(xié)調世界時，下同）“天兔”在南鳥島附近海域生成，先向西移動3日后強度達到臺風級別，同時轉向西北移動；8月1日00時至2日00時維持其最低中心氣壓945 hPa；2日06時臺風在日本九州東南部登陸后轉為北行，強度開始減弱；3日降為熱帶風暴，從北海道南段離開日本海，同時轉向東北方向移動。隨后在8月4日12時變性為溫帶氣旋，中心氣壓增至1000 hPa，這個時刻我們稱其為變性完成時刻，記為ETtime。如圖1所示，在天兔變性完成之前的24 h 內，主要降水呈帶狀沿東西方向分布在臺風路徑的左側，伸展方向近似平行于移動路徑，兩個強降水（24 h 累計降水量>60 mm）中心均位于TC北側，移動路徑的右側存在小范圍的零散降水（24 h 累計降水量<40 mm），降水分布呈現顯著的非對稱特征。

圖1 臺風“天兔”移動路徑及2007 年8月3日12時至4日12時的累積降水量（彩色陰影，單位：mm d-1）分布。黑色方框為降水分區(qū)示意圖。臺風路徑上標注的四位數字前兩位表示日期，后兩位表示時刻，如2712表示27日12時（協(xié)調世界時，下同），下同Fig.1 Typhoon Usagi movement path and distribution of accumulated precipitation(colorful shadings, units:mm d-1)from 1200 UTC 3 August to 1200 UTC 4 August 2007.Black box shows schematic of the calculation of the precipitation partitions.The four numbers marked on TC(tropical cyclone)movement path, the first two numbers represent date,the last two numbers represent time,for example,2712 represents 1200 UTC 27 July,thesame below

為研究TC降水的非對稱性隨時間演變情況，并與該段時間內TC背景場的環(huán)流形勢作對比，本文利用TRMM衛(wèi)星降水資料，以TC所在位置為中心，當前時刻的移動方向為軸，在邊長為10個經距的正方形范圍（如圖1黑色方框所示）內，將左區(qū)與右區(qū)的24 h 格點累積降水量之差定義為Brain；如果Brain>0，則定義該時刻為LOT 型降水，反之則定義為ROT 型。利用NCEP再分析資料，參考國家氣候中心的計算方法，選取35°N與55°N 兩條緯線上東經60°～150°E 區(qū)域內500 hPa等壓面上位勢高度平均值之差計算亞洲環(huán)流指數。再以TC所在位置為中心，分別向兩側擴展45個經度，計算TC兩側的環(huán)流指數，定義為其上下游的西風指數。以上各參數計算結果如圖2所示。

Brain 與環(huán)流指數的變化趨勢是相似的，說明TC降水的非對稱性與背景場的環(huán)流調整有密切關系?！疤焱谩毙纬沙跗诰统尸F出典型的LOT型降水特征，7月30日Brain 達到最大值18032.5 mm，當日12時加強為臺風級別后，降水不對稱性開始減弱，甚至逐漸向右側集中，8月2日12時“天兔”強度降為強熱帶風暴以后，LOT 型分布重新出現，并持續(xù)加強，至變性完成時刻（ETtime）Brain 增至7960 mm。亞洲環(huán)流指數和上下游西風指數的變化均呈現準周期性波動趨勢，下游西風指數遠大于上游西風指數，TC 變性前，亞洲環(huán)流指數有一次明顯的減弱，說明TC變性前背景環(huán)流由緯向型調整為經向型，其中上游槽脊的發(fā)展是主要的貢獻項。

圖2 24 h 累積的Brain（左側縱坐標，藍色實線，單位：mm d-1）、亞洲環(huán)流指數（右側縱坐標，紅色實線，單位：gpm）及TC 上下游西風指數（右側縱坐標，上游：黑色實線，下游：黑色點線，單位：gpm）隨時間變化曲線Fig.2 Evolutions of 24-h accumulated Brain(left y-axis, blue solid line,units:mm d-1),Asian circulation index(right y-axis,red solid line,units:gpm),and west wind index(right y-axis,upstream: black solid line;downstream: black dotted line,units:gpm)of TC.Taking the TC location as the center,the current moving direction as the axis,and within a square with a side length of 10 longitudes, differences of the 24-h accumulated precipitation between the left area and the right area are defined as Brain.The differences of the 500-hPa geopotential height averaged over 60°-150°E between 35°N and 55°N are defined as the Asian circulation index.Taking the TC location asthecenter and extend 45 longitudesto both sides to calculate the circulation index on the both sides of the TC,which is defined as the western wind index of the upstream and downstream.ETtime(the ending time of extratropical transition )is 1200 UTC 4 August 2007

2.2 “天兔”的熱力非對稱性

其中，Z 是位勢高度；R 和L（即Right 與Left）分別表示當前臺風前進方向的右側和左側；上方橫線表示以臺風中心為圓心，半徑500 km 范圍內的半圓面積平均；h在北半球取+1，南半球取-1，所以在本文中h取+1；ΔZ 表示臺風中心半徑500 km范圍內位勢高度最大值和最小值之差；p表示氣壓。

計算“天兔”2007年8月1日00時至4日18時的相空間參數（圖3）：2日06時至18時，高層與低層暖心相繼達到最大值，2日18 時B值最?。?.699），這段時間內，熱帶風暴“天兔”處于不斷增強過程中，逐漸形成對稱的熱力結構和成熟的高低層暖心；3日起B(yǎng) 值不斷增大的同時高低層暖心逐漸減弱，3日12時至18時TC首先失去熱力對稱結構，緊接著高低層熱力異常參數降為負值，3日18時“天兔”強度降為熱帶低壓，逐漸變?yōu)橐粋€右側暖左側冷（B>0）的溫帶氣旋。

綜上所述，Brain 于ETtime 前48 h 開始變?yōu)檎担幢憩F出顯著的LOT 型降水，并且非對稱性逐漸加強；熱力非對稱出現較晚（ETtime前24 h），但熱力學特征向溫帶氣旋轉變過程非常迅速（<6 h），變性前背景場由緯向型調整為經向型，變性過程中經向型緩慢減弱。

3 大尺度環(huán)流分析

圖3 臺風“天兔”的相空間分布：（a）- VTL 和B；（b）- VTL 和- VTU。黑色圓點表示TC中心位置Fig.3 CPS(Cyclone Phase Space)distribution of typhoon Usagi:(a) -VTL(900-600-hPa thermal wind)and B (storm-relative thickness symmetry);(b)- VTL and - VTU(600-300-hPa thermal wind).The black dotsindicate the centersof TC

圖4 2007年8月3日18時（a）345 K 等熵位渦（陰影，單位：PVU，1 PVU=10-6 K kg-1 m2 s-1）、500 hPa 位勢高度（黑色實線，單位：gpm）、200 hPa 急流（藍色虛線，>30 m s-1），（b）850 hPa 水汽通量（陰影，單位：10-4 g s-1 cm-2 hPa-1）、水平流場（黑色實線）、急流（紅色虛線，>12 m s-1）。圖a（b）中黑（白）色圓點表示臺風中心所在位置Fig.4(a)345-K isentropic potential vorticity(shadings,units:PVU,1 PVU=10-6 K kg-1 m2 s-1),500-hPa geopotential height(black solid lines,units:gpm),200-hPa high-level-jet(blue dashed lines,>30 m s-1),(b)water vapor fluxes(shadings,units:10-4 g s-1 cm-2 hPa-1),horizontal flow(black solid lines),low-level jet (red dashed lines,>12 m s-1)at 850 hPa at 1800 UTC 3 August 2007.Theblack (white)dotsin Fig.a (Fig. b)indicate the TCcenters

分析2007年8月3日18時高空天氣形勢（圖4a）可知：“天兔”位于副熱帶高壓（簡稱副高）的西北側，40°N 以北的高緯地區(qū)為一系列低壓系統(tǒng)形成的橫槽，對應一條東西方向分布的高位渦帶，110°E附近存在引導冷空氣南下的經向淺槽，低緯的等壓線十分稀疏，以均壓場控制為主?！疤焱谩蔽挥诟呖占绷魅肟趨^(qū)的右側和低空急流軸附近，因此TC東北側具有高層輻散低層輻合的配置，更有利于降水。850 hPa 高度上（圖4b）可以看到，來自于副高南側和西南季風匯合形成的偏南氣流，以順時針方向旋轉匯入TC環(huán)流，水汽通量大值區(qū)與低空急流重合，位于TC路徑右側，與降水區(qū)不重合。

結合環(huán)流指數的演變可知，“天兔”變性前背景環(huán)流由緯向型調整為經向型，其上游有強烈的冷空氣隨槽南下，隨著副高減弱南退，低緯兩路暖濕空氣以順時針旋轉匯入TC南側，但該緯度暖空氣勢力相對較弱，因此受冷空氣主導，降水集中產生在TC北側的高空輻散場中。

4 數值試驗設計及模擬結果

本文采用WRF模式V3.6版本來模擬“天兔”變性過程的降水分布，模式的初始條件和側邊界條件均采用NCAR/NCEP提供的逐6 h 全球再分析資料，空間分辨率為1°×1°。在模式中采用單重水平網格，模擬方案設置如表1所示。

從逐6 h 的Brain 曲線（圖5a）可以看出，與實況相比，2日00 時至12時模擬的降水異常地向TC左側集中，之后又重新變?yōu)橛倚徒邓?，直?日12時，Brain 開始變?yōu)檎担?日18時TC的左型降水特征達到最強，同時，與實況相似，3日12時之前亞洲環(huán)流指數有顯著的減弱過程，42 h（1日12時至3日06時）內指數下降約50 gpm。圖5b中模擬的路徑與實況基本重合，3日以后模擬路徑略向北偏，誤差范圍不超過2個緯距；TC的移動速度與實況基本一致；再結合24 h 格點累積降水量的分布可以發(fā)現，模式很好地模擬出了“天兔”變性過程中左型降水的非對稱特征，降水帶中大于40 mm d-1的緯向范圍略大于實況，但仍重現了兩個大于60 mm d-1的極大值中心。同時，3日12時至4日12時內TC的活動主要受西北側的槽脊和副高的影響，以上三個系統(tǒng)呈西北—東南向排列在TC的兩側。綜上所述，以上模擬方案較好地再現了“天兔”在經向型向緯向型轉換的環(huán)流背景場中發(fā)生變性并產生顯著左型降水的過程，可以作為本文控制試驗（CTL 試驗）。

表1 WRF 模式運行的參數化方案Table 1 Parameterization schemesused in WRFmodel

圖5 （a）2007年8月1日12時至4 日12時CTL 試驗中Brain [黑色線，單位：mm(6 h)-1]和亞洲環(huán)流指數（紅色線，單位：gpm）隨時間演變；（b）實況（紫色線）和CTL 試驗（紅色線）中TC 的移動路徑，CTL 試驗3日12時至4 日12時500 hPa 平均位勢高度場（黑色線，單位：gpm）及24 h 累計降水（陰影，單位：mm）；（c）初始場（8月1日06時）的擾動位勢高度（黑色實虛線表示正負值，單位：gpm）、擾動位勢渦度（陰影，單位：PVU）的反演結果，黑色方框代表修改初始場區(qū)域，臺風符號代表臺風中心位置Fig.5(a)Evolutions of Brain[black line,units:mm(6 h)-1]and Asian circulation index(red line,units:gpm)in CTL test from 1200 UTC 1 August to 1200 UTC 4 August 2007;(b) Usagi movement path obtained from observed (purple line)and CTL test (red line),500-hPa mean geopotential height(black lines,units:gpm)and 24-h accumulated precipitation(shadings,units:mm)obtained from CTL test from 1200 UTC 3 August to 1200 UTC 4 August 2007;(c)disturbed potential height(black solid and dashed lines represent positive and negative values, units:gpm),disturbed geopotential vorticity(shadings,units:PVU)at initial time(0600 UTC 1 August 2007), black box indicates the initial field modification range,the typhoon symbol indicates TC center location

本文采用片段位渦反演的方法修改初始場（8月1日06時），即保持其他系統(tǒng)不變的前提下，從環(huán)境位渦場中提取出槽脊對應的位渦擾動，給定合適的邊界條件可以反演出滿足平衡關系的風場、氣壓場和溫度場。圖5c 給出的是片段位渦反演結果，黑色方框代表初始場修改區(qū)域（41°～55°N，100°～142°E），該區(qū)域包括了具有正的位渦擾動低壓槽和負的高度擾動，及其西側的脊區(qū)。以初始場修改前后亞洲環(huán)流指數變化趨勢的相似程度作為標準，多次試驗后確定初始場修改系數為0.2，即在初始場的基礎上加上或扣除0.2倍的擾動場，分別記為加強試驗（Usa_TR+0.2）和減弱試驗（Usa_TR-0.2）。

5 結果分析

圖6 2007年8月1日12時至4日12 時CTL 試驗（黑色實線）、加強試驗（紅色實線）和減弱試驗（藍色實線）中（a）亞洲環(huán)流指數和（b）Brain 隨時間演變Fig.6 Evolutions of (a)Asian circulation index and(b)Brain in CTL test(black lines), Usa_TR+0.2(Trough enhanced experiment)test(red lines),and Usa_TR-0.2(Trough weaken experiment)test (blue lines)from 1200 UTC 1 August to 1200 UTC 4 August 2007

圖7 2007年3日12時至4 日12時CTL 試驗與敏感性試驗（（a）加強試驗、（b）減弱試驗）的累計降水量差值（陰影，單位：mm d-1），黑色等值線表示敏感性試驗降水量（單位：mm d-1），實線表示降水累計時段內的臺風路徑Fig.7 Differences of accumulated precipitation(shadings,units:mm d-1) between CTL test and sensitivity tests[(a) Usa_TR+0.2 test,(b)Usa_TR-0.2 test]from 1200 UTC 3 August to 1200 UTC 4 August 2007.The black contours represent precipitation(units:mm d-1)obtained from sensitivity tests,solid curvesrepresent the Usagi movement path during the precipitation accumulated period

敏感性試驗的亞洲環(huán)流指數如圖6a 所示，加強初始槽脊，初始時刻的環(huán)流指數減小約20 gpm，積分24 h 后，指數減小的趨勢變慢，即“天兔”變性前背景場由緯向型向經向型轉換的趨勢減弱。在這種環(huán)流背景中，“天兔”從2日06時起移速逐漸加快（圖7a），移動方向變化不大，積分結束時刻TC位置與CTL試驗相距近10個緯距，3日12時至4日12時的累積降水顯示，路徑左側降水減少，右側降水加強，總降水的帶狀特征顯著減弱，降水落區(qū)比較均勻地分布在TC路徑的左右兩側。相反地，減弱初始槽脊后（圖6a），亞洲環(huán)流指數增加約24 gpm 后迅速減弱，說明環(huán)流調整的趨勢變強。圖7b中TC移速不變，但自3日起移動方向向南偏轉，降水區(qū)域隨之向南平移，仍然以帶狀特征集中在路徑的左側，且強度加強。對比敏感性試驗和控制試驗的降水分布演變（圖6b），4日之前，除加強試驗中3日06時Brain 的值異常地由負轉正以外，三條曲線的變化趨勢基本一致：2日與3日內各有一個極小值和極大值點，曲線總體為上升趨勢。但是4日00時開始，CTL 試驗中降水左型特征越來越顯著，加強試驗中左型變?yōu)橛倚停瑴p弱試驗中Brain 再次減弱，6 h 后重新加強，形成較弱的左型降水。因此本文接下來將選擇降水分布出現顯著差異的時刻（4日06時），進行對比分析。

為了研究出現以上現象的原因，本文將從大尺度環(huán)流形勢和物理量分布特征兩個方面，對比分析變性TC的降水分布與高緯度槽脊之間的關系。4日06時500 hPa 高度場分布顯示，加強試驗（圖8b）中，TC以北的低壓中心顯著加強，槽前有大范圍的偏北風，槽前加強的暖平流導致副高顯著加強，因此副高與低壓槽之間的等高線十分密集，引導氣流的加強直接導致TC移速加快，路徑左側的降水區(qū)位于槽前偏南風中，右側降水區(qū)則位于副高北側的西風區(qū)中。減弱試驗（圖8c）中，高壓脊顯著加強并向東推進，低壓中心消失，退化為脊前東西分布的橫槽，來自中高緯的西北風繞過高壓脊后風向基本不變，少部分轉為東北風經過橫槽匯入TC環(huán)流。副高北部等高線變平，略有南退，TC的移動方向也隨之更傾向于向東，路徑偏南。較強的降水區(qū)位于脊前偏北風中，較弱的降水區(qū)位于槽前偏西風內。由此可見，4日06時TC均位于高緯槽前，但槽脊發(fā)展的不同影響了TC兩側的風壓場，導致TC移動方向和速度產生顯著差異。

低層溫濕場可以反映TC兩側的熱力學條件，鋒生（F）則是TC在中緯度環(huán)境場中TC變性常伴隨的過程，計算公式（Harr and Elsberry,2000）

圖8 2007年8月4 日06時（a）CTL 試驗、（b）加強試驗、（c）減弱試驗500 hPa 位勢高度場（陰影，單位：gpm）和4日00時至06時累積降水量（紅色實線，單位：mm）以及TC 移動路徑（白色實線）Fig.8 500-hPa geopotential height(shadings,units:gpm)at 0600 UTC 4 August 2007,accumulated precipitation(red lines,units:mm)from 0000 UTC to 0600 UTC 4 August 2007,and TC movement path(white lines)in(a)CTL test,(b)Usa_TR+0.2 test,and(c) Usa_TR-0.2 test

如下：

在前人研究基礎上（李英等，2006），本文采用339 K 的假相當位溫等值線代表冷空氣的前沿。在控制試驗中（圖9a），4日06時TC位于暖區(qū)中，暖空氣向北凸出，來自東北方向的冷空氣以逆時針方向侵入TC環(huán)流，冷鋒追上暖鋒形成錮囚鋒（圖10a），兩個降水區(qū)呈南北分布，較強的南側降水區(qū)位于冷鋒一側，而北側降水區(qū)位于暖鋒側，西路和南路兩個水汽通道在暖鋒附近匯合，呈西南風匯入TC環(huán)流。加強試驗中（圖9b），4日06時TC和降水均位于冷區(qū)內，冷暖空氣分別位于TC的西北和東南側，西北側大量偏北風與暖區(qū)西南風形成冷鋒（圖10b），同時低壓中心前東南風與暖區(qū)西南風之間形成暖鋒風切，路徑兩側降水區(qū)呈西南—東北向分布，兩個降水區(qū)分別位于冷鋒與暖鋒附近，西路和南路水汽均略有加強，在低緯匯合形成西南急流向高緯輸送，與CTL試驗相比，TC附近溫度場偏冷但水汽加強，暖鋒減弱，南側降水減弱但北側降水加強。減弱試驗（圖9c、10c）中，冷暖空氣分別分布在TC 的北、南兩側，TC位于大于349 K 的暖區(qū)內，高緯橫槽槽前的大范圍偏東風與暖區(qū)內的偏南風之間形成東西向分布的暖鋒，部分冷空氣向西旋轉進入TC環(huán)流形成弱的冷鋒，這樣的低層形勢與CTL 試驗相似，但是冷鋒偏弱，無法追上暖鋒形成錮囚，西路水汽略有減弱而南路加強，因此兩個降水區(qū)由CTL 試驗中的南北分布變?yōu)闁|西分布，TC 附近溫度場更暖但水汽中心偏弱。最終冷區(qū)內的降水強度減弱，暖區(qū)內加強。綜上所述，熱力場中水汽輸送與冷暖空氣的強弱直接影響著鋒生過程，導致TC降水強度和分布發(fā)生明顯差異。

圖9 2007年8月4 日06時（a）CTL 試驗、（b）加強試驗和（c）減弱試驗850 hPa 假相當位溫（陰影，單位：K）、水汽通量（黑色實線，單位：g s-1 cm-1 hPa-1）和4日00時至06時累積降水量（黑色粗實線，單位：mm）以及TC移動路徑（白色實線）Fig.9 850-hPa pseudo-equivalent potential temperature(shadings,units:K),water vapor fluxes(black lines,units:g s-1 cm-1 hPa-1)at 0600 UTC 4 August 2007,accumulated precipitation(black thick lines,units: mm)from 0000 UTC to 0600 UTC on 4 August 2007,and TC movement path(white lines)in(a)CTL test,(b)Usa_TR+0.2 test,and(c) Usa_TR-0.2 test

圖10 2007年8月4 日06時（a）CTL 試驗、（b）加強試驗和（c）減弱試驗950 hPa 鋒生函數（陰影，單位：K）、水平風場（單位：m s-1）和4 日00時至06時累積降水量（黑色實線，單位：mm）以及TC 移動路徑（紅色實線）Fig.10 950-hPa function of frontogenesis(shadings, units:K),horizontal wind (units:m s-1)at 0600 UTC 4 August 2007,accumulated precipitation(black lines,units:mm)from 0000 UTC to 0600 UTC 4 August 2007,and TC movement path(red line)in(a)CTL test,(b)Usa_TR+0.2 test,and (c)Usa_TR-0.2 test

為了研究TC引發(fā)降水的動力學條件，將兩個降水中心的連線作為剖線，計算每個剖線點在垂直于剖線方向上的累積降水量，對比分析三個試驗中降水發(fā)生的垂直環(huán)境特征。本文使用MPV（moisture potential vorticity）來表征氣層穩(wěn)定度，具體計算方法如下（吳國雄等，1995）：

其中，MPV1是濕位渦的正壓項，表示慣性穩(wěn)定性和對流穩(wěn)定性的作用，當大氣對流不穩(wěn)定時，MPV1<0，有利于暴雨的發(fā)生發(fā)展，MPV2是濕位渦的斜壓項，該項負值越大，表示大氣斜壓性越強?？刂圃囼炛?，由于冷暖鋒發(fā)生錮囚，兩個降水中心附近均有傾斜分布的鋒面（圖11b），對應MPV1正值和MPV2負值中心，暖空氣被南北兩側冷空氣擠壓至45°N附近的中空，形成弱的不穩(wěn)定層結。高層冷空氣由北至南逐漸下傳（圖11c），集中在南側降水中心附近，隨著TC環(huán)流進一步向北卷入另一個降水中心，形成一強一弱兩個位渦柱，加強了低層擾動，上升運動集中在500 hPa 以下，有利于剖線以南的大量暖濕空氣沿鋒面爬升，大于10 g s-1cm-1hPa-1的水汽通量大值區(qū)在南側降水區(qū)中爬升至250 hPa，北側降水中爬升至400 hPa 附近（圖11b）。

加強試驗中，由于TC北側低壓略有東退但強度加強，剖線北端高層的冷空氣下傳位置偏北但強度加強（45°N 附近）（圖12c），北側降水區(qū)附近的低層擾動也隨之加強，45°N 及其以北上升運動可伸展至200 hPa，并在47°N 附近出現寬度窄但強度強的位渦柱，但南側降水區(qū)沒有位渦柱和強上升運動。由于低層水汽輸送加強，使得兩個強降水中心上空均出現15 g s-1cm-1hPa-1的濕中心（圖12b），尤其位于暖鋒附近的北側降水中心，大于10 g s-1cm-1hPa-1濕區(qū)范圍也爬升至250 hPa，濕區(qū)的外緣對應著不穩(wěn)定層結，低層均為鋒區(qū)中的穩(wěn)定層結，因此與CTL 試驗相比，北側降水區(qū)內高層冷空氣下傳加強，低層水汽輸送加強，共同作用下使得降水顯著加強，而南側降水區(qū)內暖空氣加強，在冷鋒抬升作用下暖濕空氣向上爬升，進入不穩(wěn)定氣層進一步促使降水產生。

圖11 （a）2007年8月4 日00時至06時CTL 試驗累積降水量（黑色實線，單位：mm）分布，藍色實線為圖b、c的剖線，紅色實線為臺風路徑，臺風符號為4日06時臺風中心位置；（b）2007年8月4日06時濕位渦[MPV1（陰影）、MPV2（紅色虛線），單位：PVU]和水汽通量（黑色實線，單位：g s-1 cm-1 hPa-1）的剖面分布；（c）2007年8月4 日06時位勢高度距平（陰影，單位：gpm）、位渦（黑色實線，單位：PVU）、垂直速度（箭頭，單位：m s-1）的剖面分布以及每個剖點的6 h 降水量累積值（白色實線，單位：mm）Fig.11(a)Accumulated precipitation(black lines,units:mm)from 0000 UTC 4 August to 0600 UTC 4 August 2007,blue line indicates cross section line of Figs. b and c,red line is TC track,and the typhoon symbol indicates the TCcenter at 0600 UTC 4 August 2007;(b)vertical distribution of humidity potential vorticity [MPV1(shadings),MPV2(red dashed lines),units:PVU],and water fluxes(black lines, units:g s-1 cm-1 hPa-1)at 0600 UTC 4 August 2007;(c)vertical distribution of geopotential height anomalies(shadings,units:gpm), potential vorticity(black lines, units:PVU),vertical velocity(arrows,units:m s-1),and 6-h accumulated precipitation(white lines, units:mm)at cross section points obtained from CTL test at 0600 UTC 4 August 2007

減弱試驗中，高緯低壓中心退化為橫槽，利于更多的冷空氣向西傳播，在垂直剖面圖中高空冷空氣下傳的落區(qū)也隨之西移，位于偏東的降水中心西側，顯著地加強了冷區(qū)西側的上升運動（圖13c）。低層除了從西向東凸起的水汽輸送帶明顯減弱外，由于南路水汽輸送加強，有部分水汽由東向西回流，西側降水中心的水汽通量大值中心為15 g s-1cm-1hPa-1，大于10 g s-1cm-1hPa-1的濕區(qū)范圍接近300 hPa（圖13b）。因此與CTL 試驗相比，高空冷空氣向西下傳加強，低層南路暖濕空氣也加強向西輸送，二者一同有利于西側的強降水產生，東側降水區(qū)內溫度更高但水汽略弱，而暖鋒鋒后的暖濕空氣主動抬升，產生了強度弱但范圍大的暖鋒降水。

6 結論

圖12 同圖11 ，但為加強試驗Fig.12 As in Fig.11, but for Usa_TR+0.2 test

圖13 同圖11 ，但為減弱試驗Fig.13 Asin Fig.11, but for Usa_TR-0.2 test

本文利用Brain、環(huán)流指數和副高指數對臺風“天兔”變性過程中降水分布以及背景環(huán)流場進行了定量分析，并結合一系列的數值試驗，研究了環(huán)流調整對“天兔”變性過程降水非對稱分布的影響，得到的主要結論如下：（1）“天兔”變性完成前約48 h 出現降水向移動路徑左側集中的現象，且非對稱性逐漸加強；變性前大尺度背景場經歷了由緯向型向經向型轉換的過程，副高南退的同時減弱西進，TC降水受冷空氣主導更易發(fā)生在左側。（2）數值模擬結果表明“天兔”變性過程中，低層冷暖氣團之間形成錮囚鋒，6 h 降水呈南北向分別分布在冷暖鋒附近，高層冷平流下傳至南側降水中心附近，與錮囚鋒一起加強低層擾動，促使暖濕空氣抬升，在TC路徑左側產生降水。（3）敏感性試驗表明“天兔”變性過程中背景環(huán)流的調整對其降水分布形態(tài)的改變有明顯影響。初始時刻加強槽脊會阻礙高緯背景環(huán)流的經向發(fā)展，槽脊發(fā)展減慢，環(huán)流調整減弱（即加強試驗）后，變性完成前約12 h 轉變?yōu)镽OT 型降水。500 hPa引導氣流加強，TC移動加快，低層TC 附近變冷但水汽加強，暖鋒減弱，高層冷空氣下傳至兩側降水連線的中心附近，6 h 降水分布呈東北—西南分布在路徑的左右兩側；反之，初始時刻減弱槽脊會有利于高緯背景環(huán)流的經向發(fā)展，槽脊發(fā)展加快，環(huán)流調整加強后（即減弱試驗），變性完成前約48 h 轉變?yōu)樽笮徒邓?00 hPa 系統(tǒng)南壓，TC路徑偏南，低層TC附近變暖且水汽減弱，冷鋒減弱，高層冷空氣下傳至降水區(qū)西端，6 h 降水分布呈東西向分布在路徑的左側。

本文討論了高緯度槽脊對“天兔”變性前大尺度降水非對稱性的影響，實際上，此時天兔的降水分布在更小的空間尺度還可能受到地形、風切變等的影響（Tang et al., 2012, 2019），也就是說，“天兔”降水的各種尺度非對稱特征受到多種因子的影響，各種因子的相對貢獻如何，值得我們繼續(xù)研究。